Главная страница
Навигация по странице:

  • 1. Уравнение состояния идеального газа : (1)где р

  • 2. Уравнение гидростатики

  • Слой Высота Переходный слой

  • Адиабатический процесс. Уравнение адиабаты.


  • Лекция 3. Деление атмосферы на слои


    Скачать 81.5 Kb.
    НазваниеЛекция 3. Деление атмосферы на слои
    Дата17.12.2018
    Размер81.5 Kb.
    Формат файлаdoc
    Имя файлаPhysChemAtm_lecture3.doc
    ТипЛекция
    #60589


    Курс «Физика и химия атмосферы»

    Лекция №3.
    Деление атмосферы на слои

    СТРУКТУРНЫЕ ПАРАМЕТРЫ АТМОСФЕРЫ
    Для количественной характеристики термодинамического состояния атмосферы Земли используют набор различных параметров такой сложной системы как «атмосфера -земная поверхность»: температура, давление, плотность воздуха, содержание различных газов (например водяного пара); скорость и направление ветра; характеристика облаков – балльность (количество), высота и толщина облаков; интенсивность осадков; метерологическая дальность видимости; водность туманов и облаков и т.д. Для климатологов важны также характеристики подстилающей поверхности – температура суши и поверхности океана, влажность почв и др.

    К структурным параметрам атмосферы относят, как правило, давление, температуру и плотность воздуха. Эти физические величины связаны двумя соотношениями.
    1. Уравнение состояния идеального газа:
    (1)
    где р– давление; Т – температура; m – масса; - молекулярная масса воздуха.

    R– универсальная газовая постоянная. Если разделить обе части уравнения (1) на объем V, получим первое соотношение связи структурных параметров
    (2)
    где - плотность воздуха.

    2. Уравнение гидростатики:
    (3)
    Где - ускорение свободного падения; z – высота. Из уравнения гидростатики (3) плотность воздуха определяется соотношением:
    (4)

    Уравнение состояния для идеального газа можно записать в виде
    (5)
    Где n– число молекул в единице объема; k – постоянная Больцмана.

    Параметры, определяющие деление атмосферы на слои
    Деление атмосферы на слои осуществляется по разным признакам:


    1. Распределение температуры с высотой.

    2. Газовый состав и наличие заряженных частиц.

    3. Характер взаимодействия с земной поверхностью.

    4. Влияние атмосферы на летательные аппараты.

    5. Влияние магнитного поля на состояние атмосферы.


    ТЕМПЕРАТУРНАЯ СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ
    Слой Высота Переходный слой
    Слой перемешивания 300-500 м

    Тропосфера 0 – 11 км Тропопауза

    Стратосфера 11 – 50 км Стратопауза

    Мезосфера 50 – 90 км Мезопауза

    Термосфера Выше 90 км Термопауза

    Экзосфера Выше 450 км

    ДЕЛЕНИЕ АТМОСФЕРЫ НА СЛОИ ПО ДРУГИМ ПРИЗНАКАМ
    По составу воздуха атмосферу подразделяют на гомосферу и гетеросферу. В гомосфере (0-95 км) относительное содержание основных атмосферных газов (азот, кислород, аргон) и молекулярная масса воздуха ( г/моль) очень мало меняется с высотой.

    В гетеросфере, выше 95 км, наряду с N2 и O2 появляется в заметных количествах атомарный кислород О за счет процессов диссоциации молекул О2 коротковолновым солнечным излучением. В связи с этим молекулярная масса воздуха в гетеросфере уменьшается с высотой.

    По признаку газового состава атмосферы принято также выделять отдельно выделять озоносферу (15 – 55 км), в которой сосредоточена основная масса такого важного атмосферного газа, как озон.

    Начиная с 60 км в атмосфере значительно возрастает содержание заряженных частиц (ионов и электронов). Поэтому слои атмосферы выше 60 км называют ионосферой.

    БАРОМЕТРИЧЕСКИЕ ФОРМУЛЫ

    Подставляя плотность в уравнение гидростатики, получим:






    Интегрирование этого дифференциального уравнения дает барометрическую формулу.
    }
    где p(0) – давление при z=0.
    В более простом виде эту формулу можно переписать как

    Обозначив , получим барометрическую формулу.


    Для усредненной атмосферы Земли H

    8 км. Однако, из-за зависимости величины Нот температуры, она различна для разных широт и сезонов года.

    Адиабатический процесс. Уравнение адиабаты.
    Термодинамический процесс называется адиабатическим, если он протекает без теплообмена с окружающей средой. Примером адиабатического процесса в атмосфере может служить расширение газа при его поднятии. При адиабатическом процессе работа против внешних сил давления совершается только за счет внутренней энергии. Для идеальных газов (как сухая, так и влажная атмосфера вдали от насыщения хорошо описывается уравнениями состояния идеального газа) адиабата имеет простейший вид и определяется уравнением Пуассона:


    Где - давление газа, - его объем, - показатель адиабаты. Для идеального газа . Где - число степеней свободы молекулы.

    ,- теплоемкости газа соответственно при постоянном давлении и постоянном объеме.

    С учетом уравнения состояния идеального газа уравнение адиабаты может быть преобразовано к виду:

    Где - абсолютная температура газа.
    Для двух разных высот тропосферы с давлениями > получается:

    С учетом того, что давления в атмосфере с высотой падает в соответствии с барометрической формулой, адиабатическое расширение газа при подъеме в атмосфере приводит к падению его температуры с высотой. Это один из механизмов, дающий вклад в наблюдаемое в тропосфере уменьшение температуры с высотой.


    написать администратору сайта